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　　冷锋雷暴持续的时间决定于冷锋的移速、强度及700毫巴槽线配置和槽的移速。当冷锋移速较快或强度较强时，冷锋雷暴持续时间一般较短；反之则较长。在后倾槽的情况下，700毫巴槽线过境时，一般雷暴已经结束。
　　2．高空槽、切变线雷暴的预报
　　高空槽、切变线也是经常造成雷暴的天气系统。高空槽或切变线是否能够造成雷暴，要看槽线或切变线前后的气流分布和它们的冷暖性质。
　　所谓槽线前后的气流分布情况，主要以槽线两侧的风向交角及风速的大小来表征。一般来说，风向交角愈接近或小于99度及槽后风速较大，槽线上的辐合上升运动也较强，这样的槽就有利于产生雷暴天气。高空槽的温度场结构的性质也和雷暴的形成有很大的关系。冷性的高空槽由于槽线前后暖舌及冷槽明显，冷暖平流较强，因此对形成雷暴有利。
　　暖性的高空槽由于其槽线前后都为暖空气所占据，垂直运动得不到发展，因此对雷暴形成不利。切变线也有与上述槽线相类似的情况。
　　3．低涡雷暴的预报
　　夏季在东北和华北地区常常出现冷涡雷暴，其特点是变化较快（短时间内就可由晴天变为雷暴天气），持续时间较长（常可持续3—6天），危害性较大（有时伴有大风、冰雹）。
　　（1）冷涡雷暴主要出现在冷涡的南部及东南部位，而以出现在东南部位的最为常见。这是因为当冷涡发展南移时，其东南部与太平洋高压靠近的缘故。在冷涡的东南部及副高西北部有很强的气流辐合，加上副高西北部又有较强的暖湿平流，因此冷涡的东南部位经常产生大片雷暴。在冷涡的东北和西北部位也可产生雷暴，但较少。
　　（2）冷涡雷暴一般是与地面冷锋或高空小横槽相伴出现和活动的。因此，要注意高空横槽和地面冷锋的位置和动向。因为当冷涡局部暖高脊很强，且向东北方向伸展时，小横槽就带着一股股冷空气沿涡后偏北气流南下，加强了低涡的辐合上升运动，促使不稳定能量释放，因此冷涡后部的小横槽（旋转槽）对冷涡雷暴的产生和持续出现起着重要作用。当冷涡中心稳定少动时，这种反映冷空气不断补充的高空小横槽一次次转竖，就造成了冷涡雷暴的连续出现。
　　（3）当冷涡稳定少动时。气层由于其稳定度的日变化而每到午后或傍晚就会变得不稳定，因而可有雷暴出现。
　　（4）在冷涡控制区域，在低层850毫巴有较明显的暖湿平流，高层有冷平流的区域，往往有强雷暴或冰雹出现。
　　我国西南地区，经常出现西南涡。东移的西南涡往往在其东部和东南部和湿舌相交处发生雷暴。西南涡东移过程中，地面还可能出现气旋波，长江中下游因而常常产生雷暴。书　包　网　txt小说上传分享

（1）第一章（4）
4．副热带高压西北部雷暴的预报
　　在对流层低层，副高西北部空气比较暖湿，常常储存大量的不稳定能量。在有外来系统侵入或没有外来系统侵入的情况下，都有发生雷暴的可能。当天气系统很弱，等压线十分稀疏时，有时可以由于地形造成的小范围风场辐合，而引起孤立分散的雷暴。当副高明显东退时，也可引起不稳定能量释放而造成雷暴。当副高西北部有锋面、低压、高空槽、切交线、低涡等系统影响时，在副高西北部会出现较广的雷暴区。
　　55、风的预报
　　在做风的预报时，首先应该分析气压场的预报，即预报未来影响本论的气区系统如何移动，强度怎样变化，是否有锋面过境，从而预报本站风向的变化。预报风力则可按照气压梯度的变化，根据地转风和梯度风原则，估计出第一近似值。具体地说，气旋与锋面逼近时，风力一般都要加大；反气旋中心移近时，风力就要减弱。气压系统加强或气压梯度加大时风力就要大；而气压系统减弱或气压梯度变小时，风力就会减小。
　　粗糙的下垫面摩擦作用使风力减小，并使风向偏离等压线指向低压一侧。在陆地上因摩擦力较大，于是风向与等压线交角可达30～45度，而风速甚至只有地转风的一半。在海上因摩擦力较小，实际风接近地转风，约为地转风的三分之二，交角也只有15度左右。根据经验，在同样气压梯度下，海面上风力可比陆地上大2－4级，江面和湖面上一般也比陆地大1－2级。
　　摩擦层厚度约1500米左右。在摩擦层中，因摩擦随高度减小，所以风向作顺时针转变，而风速随高度增加。一般说高层动量较大，当空气层结稳定时，铅直交换弱，空气的动量下传较小。当空气层结不稳定时，铅直交换强，空气的动量下传较强，因而使地面风速明显加大。当上空有锋区，风的垂直切交比较大时，温度层结的日变化常常可以引起风速更为明显的日变化。例如，白天地面加热，空气层结变得不稳定，致使午后风速增大；夜间地面冷却，空气变得稳定，风亦减小。这种情况在春天、夏夭较为常见。在晴天变化比较明显，阴雨天就不明显。冬季因为层结很稳定，这种情况比较少见，但当冷空气刚南下而层结变得不稳定时也会产生空气动量的下传现象。
　　变压风沿变压梯度方向吹，由高值变压区吹向低值变压区。当气压场较弱，有时会出现风几乎完全沿变压梯度吹的情况，变压梯度愈大，风速也愈大。在冷锋后最大风速常出现在正变压中心附近变压梯度最大的地区附近。
　　在地表热力性质差别明显的地区（如沿海地区、山与谷和高原与平原秕领地带等），因下垫面受热不均匀，常有地方性的热力环流形成。如在白天陆地增温比海面快以致陆地气温高于海面，因而在海陆交界地区就形成力管场。根据绝对环流原理，陆地空气应上升，海面空气下沉，上层空气由陆地吹向海面，低层空气则由海面吹向陆地，从而形成环流。夜间也有力管场；但情况正相反，其环流也与白天相反。总之，白天低空出现海风，夜间出现陆风。
　　？？同理在盆地（或山区），在气压场微弱的晴天，白天盆地的四周高山上受热较同高度的大气受热快，吹谷风，使四周环山的盆地内四周的测站的风向形成辐散。夜间山上辐射冷却较同高度大气快，因此吹山风。
　　？？地形的狭管作用，当气流由开阔地带流入地形构成的峡谷时，由于空气质量不能大量堆积，于是加速流过峡谷，风速增大。当流出峡谷时，空气流速又会减缓。这种地形峡谷对气流的影响；称为“狭管效应”。由狭管效应而增大的风，称为峡谷风或穿堂风。
　　当气流遇到山脉阻挡时，将在迎风坡被迫爬升或改向绕流，风向将显著地偏离等压线。
　　56、大风的预报。
　　一般将平均风速达到6级（——米／秒）以上的风，称为大风。因为大风多具灾害性，对航运、渔业生产及军事活动的影响甚大，所以大风预报是风的预报的重点。
　　我国的大风以春季最多，夏季较少。从地区分布看，沿海多于内陆，北方多于南方。在松辽平原、内蒙草原、辽东半岛、青藏高原、华北平原以及台湾海峡一带。在一定的天气形势下经常出现大风。。
　　根据天气分析预报实践的总结，我国常见的大风有冷锋后偏北大风，高压后部偏南大风，低压大风，以及台风大风和雷雨冰雹大风等。除台风大风，雷雨冰雹大风已在有关章节作了介绍外，这里主要介绍其余三种大风的特点和预报方法。
　　（一）冷锋后偏北大风
　　冷锋后偏北大风，出现在冷锋后高压前沿气压梯度最大的地方。这种大风，春季最多，冬季和秋季次之，夏季最少。
　　冷锋后部出现大风的原因，主要是锋后有强冷空气的活动。冷性高压前部气压梯度最大，如锋后有强冷空气活动，则锋区的大气斜压性加强　，环流加速度使冷空气下沉、暖空气上升。在低层水平方向上加速度的方向由冷气团指向暖气团，这就使冷锋后的偏北大风加大。冷空气下沉，动量下传也使锋后地面风速加大。另外，冷锋后上空的冷平流使锋后近地面层出现较大的正变压中心，变压风亦加强了地面风速。
　　基于上述原因，预报冷锋后偏北大风时，主要应分析释后的冷空气活动。
　　（二）高压后部偏南大风
　　？？这种大风多在春季出现，以我国东北、华北、华东等地区最为常见，出现偏南大风时的气压场多是“南高北低”或“东高西低”）的形势。华东一带春季的大陆由于回暖快而比海面上暖和，于是从大陆上移到海上的变性冷高失去热量，即高压加强，这也会使短暂的东南大风出现。这种大风一般风速较小。如果西部有低压东移，特别是低压发展东移时，也可以出现较大而持久的偏南大风。　。。

（1）第一章（5）
（三）低压大风
　　低压大风即在低压发展加深时一般在低压周围气压梯度最大地区出现的大风。在我国经常出现大风的低压系统有东北低压、江淮气旋、东海气旋等。在我国的东北地区，长江中下游、东海和黄海海面上，经常出现低压大风。这种大风，一年四季都有，但以春季最多。
　　东北低压大风主要是由贝加尔湖和蒙古一带产生的低压东移到东北地区时，或在东北当地生成的低压发展加深时，在低压周围出现的大风东北低压大风的范围大，可影响东北地区和内蒙古地区，风力较强，一般可达6－8级。如果低压连续地无大变化，大风可持续三天左右。当低压发展成为深厚冷性低压时，低压后部常有副冷锋生成，而且锋后常出现偏北大风。
　　江淮气旋和东海气旋大风，主要指长江中下游产生的气旋波迅速发展加深时所形成的大风。这种大风多在气旋入海后出现。因海上摩擦力小，故易出现6级以上的大风。在气旋的东部为较强东南风和南风，西部为偏北和西北大风。大风的范围一般没有东北低压大风的范围大，持续时间也不长，但对航运、渔业生产影响很大。
　　57、大风的预报内容和方法
　　大风的预报内容主要包括起风的时间、风向、风力（包括平均风力与陈性风力）和大风持续时间等。
　　预报着眼点放在考虑在预报地区范围中今后是否会出现产生大风的气压场形势，如有无锋面过境。有天气旋发生发展，会不会出现南高北低或东高西低的气压形势，或其他可能产生大风的天气系统。　若在预报区中将会有产生大风的气在场形势，并预报有大风出现的可能，则要考虑出现大风的起止时间及风力多大。一般气象台所用的方法是，在产生大风的天气系统移来的方向上游选取几个指标站，用历史资料统计出指标站的气象要素，或指标站与本站之间的要素差值（近似的梯度值）与本站出现大风的时间与风力的关系。
　　58、云的预报
　　云是由于大气中的水汽凝结或凝华而产生的。云的生成和演变与降水有着密切的关系，并对温度、湿度、空中能见度以及日照的变化都有着重要的影响。因而云的预报是要素预报的重要内容之一。因为云对飞机的飞行活动和飞行安全有很大的影响，所以云的预报是航空气象预报的重要内容。
　　云的预报内容，包括云量、云状、云高、云厚，以及云的生成和消散时间。因为部队和地方对云的预报的要求不同，所以预报内容重点也各有不同。地方台站一般只须报出云的概量（晴、少云、多云、阴）及其变化，而航空部门则要对各项内容作出比较具体的预报。
　　云的概量及其变化的预报通常也称为天空状况的预报。其预报方法，基本上是从云的基本成因着手，结合对天气图上形成云的条件与特征的分析，在天气形势预报的基础上进行合理的物理外推判断。云的基本成因在气象学中已有论述，本节仅介绍用天气学方法做天空状况预报的几条基本思路。预报时重点要分析天气图上云的空间分布及其演变与当时天气形势演变的关系。
　　1．高空槽前通常有正涡度平流和暖平流，且一般都伴有系统性上升运动。槽前偏南气流，有利于水汽的输送及云的形成。
　　中云一般出现在700毫巴槽前，高云一般出现在500毫巴槽前。在各半年，较浅的低槽，云区从槽线附近向前伸展，槽后仅有零星云。很深的低槽，云区可扩展到槽后，云区的后边界可达地面高压中心前5个纬距左右的地区，云区的东界可过低槽前部的脊线附近。夏半年，浅槽内的云区比较零乱，深槽的云系与冬半年的情况基本相同。
　　通常当低槽加深时，云层将加厚，云高降低，而且云区也常随之扩大。反之，云将变薄，云高升高，且云区也随之缩小。但是有些高空槽移入我国西北地区时，常因为空气干燥而无云，但东移后，常因有水汽输送进来，湿度增大而出现大范围的云区，所以做云的预报也和做其他要素预报一样，一定要考虑未来天气形势的变化及当时生成云的条件可能发生的变化．
　　2．气团、锋和地面低压系统的发生、发展和移动与云变化都有关系。气团、锋和地面低压系统的移动，决定了处在演变中的云区移动。气团的变性预示着气团内部云系的变化，譬如冬半年冷气团入海，在海面上低空空气迅速变湿，变成不稳定，而将产生大量积状云。当我国处在海上暖高压西部或是入海变性冷高压西部的偏东或偏南气流作用下。海面上暖湿空气平流到我国沿海地区较冷的陆面上借乱流、辐射冷却而形成低云。它的生、消极其迅速，往往在碧空的情况下只要二三十分钟，就可有平（回）流低云布满全天。它们一般在夜间或清晨形成，到了中午就消散或减弱。但有时也可以持续到数天之久。预报这类高压后部的回流云，首先应分析这种特定天气形势是否建立。如果高压中心在我国沿海稳定地维持下去，就应进一步分析高压后部的暖湿平流条件与空气移动，结合起来看，能否使云形成一般都从历史资料统计中得出本地区回流云形成的具体指标，使回流云的预报比较客观化。
　　锋面及温带气旋、热带气旋一般都是具有系统云系的天气系现它们的发生、发展及移动与本地区的天空状况预报之间的关系十分密切。着预报未来这些系统中的某一个（譬如是锋面）可能影响本地区，那么首先要分析这条锋面和锋面云系过去的历史演变，判断锋面未来的移动与强度变化。根据锋面移动与强度的变化趋势的预报，一再考虑锋面附近未来垂直运动和水汽条件的变化及锋面云系加强。减弱的趋势，结合当前本地区实况和锋面移速的预报，就可以作出天空状况判断。
　　3．预报云的概量时还必须考虑地方性条件、季节和大气中静力稳定度的变化。如前所说，回流云就具有明显的日变化。又如冬季当冷锋位于黄河以北时，空气比较干燥，云系薄，云较高，很少有低云，但当移到长江流域一带时，因暖空气中水汽含量大量增加，就使云区扩大，云变得较为浓密。
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